LA TÉLÉDÉTECTION AÉRO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION...compréhension des principes physiques sur lesquels est fondée la technique de télédétection employée. Le but de ce cours

Claude Kergomard Professeur Ecole Normale Supérieure Paris

LA TÉLÉDÉTECTION AÉRO-SPATIALE : UNE INTRODUCTION

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TABLE DES MATIÈRES

PARTIE 1 : LA TÉLÉDÉTECTION : DÉFINITIONS, HISTORIQUE, DOMAINESD'APPLICATION. cliquer pour entrer dans cette partie du cours

1. DÉFINITION

2. HISTORIQUE

3. APPLICATIONS

Eléments de bibliographie

Exemples d’applications

PARTIE 2 : LES PRINCIPES DE LA TÉLÉDÉTECTION : ÉLÉMENTS DEPHYSIQUE DU RAYONNEMENT. cliquer pour entrer dans cette partie du cours

1. LE RAYONNEMENT ÉLECTROMAGNÉTIQUE

2. LE RAYONNEMENT ET LA MATIÈRE.

3. LES APPLICATIONS EN TÉLÉDÉTECTION :

4. LE RAYONNEMENT ET L’ATMOSPHERE.

BILAN : RAYONNEMENT ELECTROMAGNETIQUE ET TELEDETECTION.

TD n°1 : L’IMAGE NOAA-AVHRR. cliquer pour entrer dans ce TDSuite…

PARTIE 3 : LES CAPTEURS : FONCTIONNEMENT ET PERFORMANCES.

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1. LES CAPTEURS PHOTOGRAPHIQUES.

2. LES RADIOMETRES IMAGEURS.

3. LES CAPTEURS ACTIFS.

PARTIE 4 : SATELLITES ET ORBITES.

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1. ÉLÉMENTS DE MÉCANIQUE SATELLITALE.

2. LES DEUX GRANDS TYPES D’ORBITE UTILISÉS EN TÉLÉDÉTECTION.

3. LES PERTURBATIONS D’ORBITE ET LEURS CONSÉQUENCES

PARTIE 5 : DE L’ACQUISITION DES DONNÉES AUX APPLICATIONS :INITIATION AUX MÉTHODES DE TRAITEMENT NUMÉRIQUE DES DONNÉESDE TÉLÉDÉTECTION cliquer pour entrer dans cette partie du cours

TD N°2 : IMAGES DES SATELLITES D’OBSERVATION DE LA TERRE A HAUTERESOLUTION SPATIALE SPOT-HRV ET LANDSAT-TM SUR LA BAIE DESOMME cliquer pour entrer dans ce TD

TD n°3 : IMAGES LANDSAT ET SPOT DE SPOT DE BEAUVAIS DANS LE CADRED’UN S.I.G. (UTILISATION DU LOGICIEL IDRISI) cliquer pour entrer dans ce TD

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LA TÉLÉDÉTECTION :DÉFINITIONS, HISTORIQUE, DOMAINES D'APPLICATION.

1. DÉFINITION.

Le mot télédétection (en anglais « remote sensing ») désigne l'ensemble des techniques quipermettent d'étudier à distance des objets ou des phénomènes. Le néologisme « remotesensing » fait son apparition aux Etats-Unis dans les années soixante, lorsque des capteursnouveaux viennent compléter la traditionnelle photographie aérienne. Le terme detélédétection a été introduit officiellement dans la langue française en 1973 et sa définitionofficielle est la suivante :

« Ensemble des connaissances et techniques utilisées pour déterminer des caractéristiquesphysiques et biologiques d’objets par des mesures effectuées à distance, sans contact matérielavec ceux-ci. » Commission interministérielle de terminologie de la télédétection aérospatiale, 1988.

Selon cette définition très vaste, la télédétection peut se pratiquer de la surface de la Terrevers l’atmosphère ou vers l’espace, comme de l’espace vers la Terre, et l'astronomie utiliselargement la télédétection. Mais ce cours concerne plus précisément les techniques de latélédétection aérospatiale, qui a pour but l'étude de la surface de la Terre, des océans et del'atmosphère à partir d'avions, de ballons ou de satellites, en utilisant les propriétés durayonnement électromagnétique émis, réfléchi ou diffusé par les corps ou surfaces que l'onétudie.

Une définition plus précise, et pour nous plus opérationnelle, de la télédétection est lasuivante :

« La télédétection est l’ensemble des techniques qui permettent, par l’acquisition d’images,d’obtenir de l’information sur la surface de la Terre (y compris l’atmosphère et les océans),sans contact direct avec celle-ci. La télédétection englobe tout le processus qui consiste àcapter et enregistrer l’énergie d’un rayonnement électromagnétique émis ou réfléchi, à traiteret analyser l’information qu’il représente, pour ensuite mettre en application cetteinformation. » (d’après le site Web du Centre Canadien de Télédétection : http://www.ccrs.nrcan.qc.ca)

Le développement des techniques de la télédétection résulte de la conjonction entrel'invention des vecteurs, ballons, avions ou satellites, permettant de s'éloigner de la surface dusol ou de la Terre dans son ensemble, et le constant perfectionnement des capteurs, c'est àdire des appareils permettant d'enregistrer le rayonnement électromagnétique pourreconstituer les caractéristiques de la surface (terre ou océan), ou de l'atmosphère.

Jusqu'il y a environ 30 ans, le principal capteur utilisé était l'appareil photographique, uncapteur analogique utilisant des émulsions chimiques photosensibles (sensibles à la lumièrevisible essentiellement) pour produire des photographies aériennes ; l'utilisation de latélédétection se confondait alors avec la « photo-interprétation », interprétation visuelle desdocuments photographiques. Les types de capteurs se sont depuis multipliés et perfectionnés :les radiomètres sont des capteurs passifs, qui enregistrent le rayonnement naturel, lumièrevisible mais aussi infrarouge ou microonde, sous forme numérique ; les capteurs actifs(radars) émettent artificiellement un rayonnement pour en étudier les interactions avec l'objetà étudier. Les capteurs actuels produisent des données numériques, qui peuvent faire l'objetd'une restitution pour fournir des documents à interpréter selon les méthodes de la photo-interprétation, mais sont de plus en plus l’objet d'un traitement informatique aboutissant à lacartographie automatique des surfaces, soit enfin de calibrations et de corrections quipermettent d'obtenir des mesures géophysiques telles que des températures ou des

http://www.ccrs.nrcan.qc.ca/

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réflectances. Ces nouveaux capteurs sont en constant développement depuis leurapparition ; la caractéristique de ces capteurs qui a connu l'amélioration la plus spectaculaireest la résolution spatiale, c'est à dire leur capacité à discerner des portions de la surfaceterrestre de plus en plus petites.

Parallèlement, les applications de la télédétection se sont multipliées, dans de nombreuxdomaines de la météorologie et de la climatologie, de l'océanographie, de la cartographie oude la géographie. Quel que soit le domaine d’application considéré, une bonne interprétationdes documents de télédétection ou une bonne utilisation des données numériques nécessite lacompréhension des principes physiques sur lesquels est fondée la technique de télédétectionemployée.

Le but de ce cours est :

- de fournir une présentation de ces principes s’adressant à des non-physiciens, c’est à diredépouillée au maximum de l’appareil des formules physiques mais en conservant dans lamesure du possible toute la rigueur nécessaire.- de fournir aux utilisateurs que sont les géographes, les gestionnaires de l’environnement oules aménageurs, une introduction aux méthodes d’utilisation de traitement des données detélédétection, à partir d’exemples simples.

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2. HISTORIQUE DE LA TÉLÉDÉTECTION.

L'histoire des techniques de la télédétection peut être découpée en cinq grandes époques :

- de 1856, date à laquelle, pour la première fois, un appareil photographique a été installéde façon fixe à bord d'un ballon, à la première guerre mondiale, se déroule l'époque despionniers, pendant laquelle sont explorées les possibilités de la photographie aérienneverticale pour la cartographie ; les lois fondamentales de la stéréoscopie et de laphotogrammétrie sont découvertes à la fin du XIXe siècle.

- de la première guerre mondiale à la fin des années 50, la photographie aérienne devientun outil opérationnel pour la cartographie, la recherche pétrolière, la surveillance de lavégétation. On assiste à un progrès continu de l'aviation, des appareils photographiques etdes émulsions (couleur, infrarouge noir et blanc, infrarouge fausse couleur). Les méthodesde la photo-interprétation sont précisées et codifiées.

- la période qui commence en 1957 et s'achève en 1972 marque les débuts de l’explorationde l’Espace et prépare l'avènement de la télédétection actuelle. Le lancement des premierssatellites, puis de vaisseaux spatiaux habités à bord desquels sont embarqués des caméras,révèle l'intérêt de la télédétection depuis l'espace. Parallèlement, les radiomètres-imageurssont mis au point et perfectionnés, de même que les premiers radars embarqués à bordd'avions. La première application opérationnelle de la télédétection spatiale apparaît dansles années 60 avec les satellites météorologiques de la série ESSA.

- le lancement en 1972 du satellite ERTS (rebaptisé ensuite Landsat 1), premier satellite detélédétection des ressources terrestres, ouvre l’époque de la télédétection moderne. Ledéveloppement constant des capteurs et des méthodes de traitement des donnéesnumériques ouvre de plus en plus le champ des applications de la télédétection et en faitun instrument indispensable de gestion de la planète, et, de plus en plus, un outiléconomique.

- depuis les années 70, on assiste à un développement continu de la télédétection, marquénotamment par :

- l’augmentation de la résolution spatiale des capteurs, déjà évoquée.- la diversification des capteurs qui utilisent des domaines de plus en plus variés etspécialisés du spectre électromagnétique. Dans les années 90, on assiste ainsi à lamultiplication des satellites équipés de capteurs actifs, radars en particulier. Dans le domainedu rayonnement visible et infrarouge, les capteurs à très haute résolution spectrale sontaujourd’hui d’utilisation courante dans leur version aéroportée et font leur apparition à bordde satellites.- la diffusion des données sur une base commerciale, envisagée dès le lancement duprogramme SPOT en 1986, se traduit aujourd’hui par le lancement de satellites detélédétection par des sociétés privées. Les données de télédétection deviennent l’objet d’unmarché concurrentiel.

La diffusion accélérée et l’augmentation de la puissance des ordinateurs contribue defaçon continue à promouvoir de nouvelles méthodes d’utilisation des données toujours plusabondantes que fournit la télédétection spatiale. Les données des satellites météorologiques etocéanographique sont aujourd’hui un auxiliaire indispensable de la prévision numérique dutemps et du climat et font l’objet d’une assimilation directe par les modèles numériques. Lesimages de télédétection destinées à l’observation fine de la surface terrestre, y compris lesphotographies aériennes traditionnelles, sont, sous forme numérique, intégrées aux Systèmesd’Information Géographique.

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Tableau 1 : HISTORIQUE DE LA TELEDETECTION:

Quelques dates

- 1839 : Mise au point de la photographie (NIEPCE, DAGUERRE).

- 1844 : Premières photographies aériennes réalisées depuis un ballon par G.F. Tournachondit NADAR.

- 1856 : Le même NADAR fait breveter l’installation d’une chambre photographique à bordde la nacelle d’un ballon pour la prise de photographies aériennes verticales.

- 1858-1898: LAUSSEDAT expérimente systématiquement l'utilisation de la photographieaérienne (ballon) en cartographie et met au point les méthodes de la photogrammétrie.

- 1909: Premières photographies depuis un avion (WRIGHT).

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- 1914-1918 : Utilisation intensive de la photographie aérienne comme moyen dereconnaissance pendant la 1ère guerre mondiale.

- 1919 : Mise au point du premier restituteur stéréoscopique moderne (appareil dePOIVILLIERS) pour l’utilisation des photographies aériennes en cartographietopographique.

- 1919-1939 : Essor de la photographie aérienne pour la cartographie et la prospectionpétrolière (Moyen-Orient).

- 1940 : Apparition des premiers radars opérationnels en Grande-Bretagne (batailled'Angleterre).

- Depuis 1945: Développement continu de la photographie aérienne comme méthodeopérationnelle de cartographie et de surveillance de l'environnement. Perfectionnementdes appareils et des émulsions (infrarouge).

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- 1957 : Lancement de Spoutnik 1, premier satellite artificiel.

- 1960-1972 : Développement parallèle de la technique des satellites et des capteurs (miseau point des radiomètres et radars imageurs).

- 1960 : Lancement de Tiros, premier satellite météorologique équipé de caméras detélévision pour le suivi des masses nuageuses.

- 1964-69 : Embarquement d'appareils photographiques à bord d'engins spatiaux habités.

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- 1972 : Lancement d'ERTS, rebaptisé Landsat 1, premier satellite spécialisé detélédétection des ressources terrestres.

- 1974-78 : Mise en place, sous l'égide de l'Organisation Météorologique Mondiale, duréseau des satellites météorologiques géostationnaires.

- 1978 : Lancement de Seasat, premier satellite spécialisé dans la télédétection de l'océan,équipé, entre autres capteurs, d'un radar.

- 1982 : Apparition de la haute résolution spatiale pour l’observation de la Terre :lancement de Landsat 4, équipé du radiomètre « Thematic Mapper ».

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- 1986 : Lancement de SPOT 1 (Système Probatoire d'Observation de la Terre), satellitefrançais de télédétection. Début de l’exploitation commerciale des images (SociétéSpotimage).

- 1991 : Mise en orbite et début de l'exploitation du satellite européen ERS-1, équipé deplusieurs capteurs passifs et captifs pour l'étude de l'environnement global de la planète.

- 1999 : Lancement par la société privée Space Imaging Corp. du satellite IKONOS, offrantdes images à très haute résolution spatiale (1 m).

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3. LES DOMAINES D'APPLICATION DE LA TELEDETECTION.

Le premier grand domaine d'application de la télédétection a été l'étude de l'atmosphère(météorologie et climatologie). L'intérêt de la télédétection dans ce domaine est d'assurer unecouverture globale et très fréquemment répétée de la planète entière ; par contre la résolutionspatiale n'est pas primordiale pour les applications météorologiques. Les satellites en orbitegéostationnaire, à 36000 km de la Terre, permettent d'obtenir une image couvrant près d'uncinquième de la surface terrestre toutes les demi-heures ; cinq satellites de ce type assurentune couverture globale de l'atmosphère terrestre, à l'exception des pôles. Ce système estcomplété par des satellites en orbite polaire, à 900 km d'altitude, qui offrent plus de précision.Les capteurs utilisés permettent d'observer les nuages et leur déplacement, de mesurer destempératures ou le contenu en vapeur d'eau de l'atmosphère. Parallèlement au systèmeopérationnel de veille météorologique, la météorologie est un domaine très actif de larecherche en télédétection ; des capteurs encore expérimentaux, utilisant les micro-ondes,effectuent de véritables sondages de l'atmosphère et mesurent la composition de lastratosphère (ozone) ou les termes du bilan radiatif. Le traitement des données par lesphysiciens a pour but d'obtenir des paramètres géophysiques susceptibles d'être intégrés dansdes modèles numériques de prévision météorologique ou de l'évolution climatique future.

En océanographie, la télédétection offre l'avantage de permettre une vision synoptique devastes régions qu'il est impossible d'obtenir par les moyens traditionnels (bateaux). Pourcertaines études à petite échelle, les données des satellites météorologiques sont largementutilisées en océanographie (températures de surface de l'océan) ; pour les études côtières, cesont les satellites de télédétection terrestre, équipés de capteurs à haute résolution, qui sont lesplus utiles. Des satellites spécialisés à vocation océanographique ont volé dans un passérécent (Nimbus, Seasat) ou volent depuis le début des années 90 (ERS-1 de l'Agence SpatialeEuropéenne, TOPEX-Poseïdon). Les types de capteurs utilisés pour l'océanographie sont trèsvariés. Les radiomètres utilisant le rayonnement visible analysent la couleur de l'océan, quipermet de mesurer la production biologique (plancton) et la turbidité; les radiomètresinfrarouge ou microonde mesurent la température de surface de la mer. La répartition destempératures ou des turbidités est un indice des courants océaniques. Les radars embarquéssur des avions ou certains satellites ont l'avantage d'être insensibles aux nuages; ils permettentd'observer les phénomènes ondulatoires présents sur l'océan, les vagues en particulier. Enfin,certains types particuliers de capteurs, radars-altimètres ou diffusiomètres sont utilisés pourmesurer avec une très grande précision l'altitude de la surface de la mer qui est un reflet de ladynamique océanique (courants généraux), ou la vitesse du vent sur la mer. Parmi lesapplications océanographiques de la télédétection, citons enfin l'étude des glaces de mer enrégions polaires.

Les applications terrestres de la télédétection sont extrêmement variées. Laphotographie aérienne, sous toutes ses formes, est encore, sans doute pour peu de temps, lemoyen le plus usuel de télédétection ; les photographies aériennes sont de plus en plusutilisées sous forme numérique de façon à permettre leur correction géométrique(orthophotos) et leur intégration dans les Systèmes d'Information Géographique. Entélédétection spatiale, ce sont surtout les radiomètres optiques à haute ou très hauterésolution qui sont utiles pour les applications terrestres. Depuis 1972, les progrès dans cedomaine sont remarquables : on est passé d'une résolution de 80 m (MSS de Landsat), à 30 m(Thematic Mapper) et à 20 et 10 m (HRV de SPOT). En géologie ou pour l'étude de lavégétation, les radars imageurs, surtout aéroportés, sont aussi très utilisés. Le champ desutilisations de la télédétection ne cesse de s'élargir : cartographie, géologie et prospectionminière, mais aussi surveillance des cultures ou du couvert forestier, urbanisme,aménagement, génie civil, etc... Le traitement de l'imagerie satellitaire numérique est une

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discipline en constant développement, et la baisse du coût des matériels informatiques aentraîné une augmentation rapide du nombre des utilisateurs.

Tableau II : APPLICATIONS DE LA TÉLÉDÉTECTION.

Vecteurs Capteurs Domaines d’applications

Tédétection de l’ATMOSPHÈRE (Météorologie, Climatologie):

Satellites géostationnaires (Météosat).

Satellites à défilement (NOAA).

Basse et moyenne résolution (onprivilégie la répétitivité et lacouverture spatiale).

Capteurs passifs: visible, infrarouge,microondes.

Sondeurs atmosphériques.

Dans le futur : radars pluviométri-ques, lidars (capteurs à laser).

Etude de la nébulosité

Mesure des températures

Vapeur d'eau et précipitationsEléments du bilan radiatif

Voir les exemples

OCÉANOGRAPHIE et ETUDES LITTORALES

Avions. Satellites météorologiquesou de télédétection terrestre,Satellites spécialisés (Nimbus,Seasat, ERS-1).

Toutes résolutions selon les espacesconsidérés (de l’océanographiecôtière à l’océanographie globale).

Capteurs passifs : visible,infrarouge, microondes.

Radars imageurs, radar-altimètre,diffusiomètre.

Analyse de la couleur de l'océan(production biologique, turbidité).Mesures des températures de surfacede la mer.

Vagues et vents. Altitude de lasurface (dynamique de l'océan).Glaces de mer.

Voir les exemples

APPLICATIONS TERRESTRES

Avions. Satellites à défilement enorbite polaire (Landsat, SPOT).

Surtout haute et très haute résolutionspatiale :

Photographie aérienne.

Capteurs passifs : radiomètres àbalayage (domaine optique).

Capteurs actifs : radars imageurs.

Cartographie régulière et thématique

Géologie, prospection minière,géomorphologie.

Hydrologie, neige, risques naturels.Agriculture, sylviculture.Urbanisme. Aménagement, géniecivil.

etc… Voir les exemples

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ÉLÉMENTS DE BIBLIOGRAPHIE

Deux ouvrages récents et complets :

ROBIN M. Télédétection. Des satellites aux SIG. Coll Fac Géographie, Nathan Université, 2eédition 2002.

GIRARD M.C. et GIRARD C.M.. Traitement des données de télédétection, 530 pages + 1cédérom, Dunod, 1999.

Manuels de référence :

BONN F. et ROCHON G. Précis de télédétection Volume 1 : Principes et Méthodes, Pressesde l'Université du Québec/AUPELF, 1992.

BONN F. (dir). Précis de télédétection Volume 2 : Applications, Presses de l'Université duQuébec/AUPELF, 1995.

GUYOT G. Signatures spectrales des surfaces naturelles, coll « Télédétection satellitaire »,Paradigme, 1989.

LLIBOUTRY L. Sciences géométriques et télédétection, Masson, 1992.

WILMET J. Télédétection aérospatiale, méthodes et applications, Sides, 1996.

Quelques ouvrages de référence en anglais :

CURRAN P.J. Principles of Remote Sensing. Longman, 1985.

LILLESAND et KIEFER : Remote sensing and lmage interpretation Wiley and Sons, 4thedition 2000.

REES W.G. : Physical principles of remote sensing, Cambridge University Press, 2nd édition,2001.

RICHARDS J.A.: Remote Sensing Digital Image Analysis. Springer-Verlag 1986, 2nd edition1993.

SABINS Floyd F. jr. Remote sensing: Principles and Interpretation, Freeman, 2nd edition,1987.


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LA TÉLÉDÉTECTION : EXEMPLES D’APPLICATIONS.

1. MÉTÉOROLOGIE ET SCIENCES DE L’ATMOSPHÈRE.

1.1 L’imagerie Météosat.

Les images et animations des satellites météorologiques sur orbite géostationnaire sont lesdocuments de télédétection les plus diffusés auprès du grand public. L’imagerie des satelliteseuropéens de la série Météosat en est un exemple.

Une tempête sur le proche Atlantique le 18 octobre 2002. Image Météosat.

Source : http://www.meteo.fr

Ce type d’imagerie a plusieurs types d’applications :- Le suivi en temps réel des masses nuageuses et des phénomènes météorologiques (lessatellites Météosat fournissent une image toutes les demi-heures.- L’extraction automatique de paramètres géophysiques qui sont assimilés dans les modèlesnumériques de prévision météorologique.- Le traitement en série des images archivées pour l’obtention de séries climatologiques surla nébulosité et les pluies, la température de surface de la terre ou de la mer, etc…

Des satellites géostationnaires similaires à Météosatcouvrent l’ensemble de la planète à l’exception des trèshautes latitudes (régions polaires) et permettent unesurveillance météorologique globale.

http://www.meteo.fr/

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1.2 Le suivi du « trou d’ozone » sur l’Antarctique.

Des satellites météorologiques spécialisés fournissent, à l’aide de radiomètres opérantdans des domaines du spectre électromagnétique très spécialisés, des données sur la structureverticale ou la composition de l’atmosphère.

Les données TOMS sont un exemple célèbre puisque ce capteur (Total Ozone MappingSpectrometer) installé successivement à bord de plusieurs satellites a permis la cartographie etle suivi du « trou d’ozone » de l’Antarctique.

Epaisseur de la « couche d’ozone » sur l’Antarctique, le 16 septembre 2000.

Source : http://toms.gsfc.nasa.gov

La quantité d’ozone dans la haute atmosphère estévaluée à l’aide d’un radiomètre opérant dans le domainespectral de l’ultra-violet. L’ « épaisseur » de la couched’ozone est mesurée en unités Dobson. 300 U. Dobsoncorrespondent à la quantité d’ozone qui, ramenée à lapression atmosphérique du niveau de la mer, constitueraitune couche de 3 mm d’épaisseur.

http://toms.gsfc.nasa.gov/

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1.3 La climatologie des nuages.

Dans le cadre du programme de recherche international ISCCP (International SatelliteCloud Climatology Program), les images fournies quotidiennement par les satellitesmétéorologiques géostationnaires ou à défilement, ont été exploitées de façon systématiquepour mieux connaître la répartition des nuages à l’échelle planétaire, leurs propriétésphysiques et leur effets sur le climat.

Cartes de fréquence moyenne annuelle des nuages (nébulositétotale, nuages bas, nuages moyens et nuages élevés) et des propriétésphysiques moyennes des nuages (épaisseur optique, contenu en eauliquide) pour la période 1983-2001.

Source : http://isccp.giss.nasa.gov

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2. OCÉANOGRAPHIE ET ÉTUDES LITTORALES

L’océanographie est un domaine d’applications de la télédétection remarquable par ladiversité des capteurs utilisables et des échelles de travail. Les 4 exemples qui suivent en sontl’illustration.

2.1 Mesure des températures de surface de la mer.

Les radiomètres infrarouge thermique à bord de satellites météorologiques sont un outilprécis pour la mesure des températures de surface de la mer. Sur une période assez longue, ildevient possible de s’affranchir des nuages et de proposer des cartes sur de vastes surfaces. Laprécision de la mesure est de l’ordre de 0,5°C.

Températures de surface de la mer sur l’Atlantique NE pour lesmois de juillet 1987 à 1994. (synthèse de données infrarougethermique NOAA-AVHRR). Source : http://www.meteo.fr

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2.2 Turbidité océanique en zone côtière.

Les radiomètres optiques opérant dans les longueurs d’onde du visible enregistrent lesréflectances de la surface marine (« couleur de l’océan »). Le traitement de ces donnéespermet de quantifier certaines caractéristiques des eaux de surface, en particulier la teneur enmatière en suspension (turbidité) et en chlorophylle (phytoplancton). Les mesures ainsiacquises sont d’une grande utilité dans le suivi des courants, de la pollution et de laproductivité biologique des eaux côtières.

La charge sédimentaire des eaux côtières dans la Baie de San Francisco mesurée à partirdes données du radiomètre ASTER-TERRA. Source : http://asterweb.jpl.nasa.gov

ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission andReflection Radiometer) est un capteur à haute résolutionspatiale et spectrale (14 bandes spectrales dans le visible,proche et moyen infrarouge, infrarouge thermique), deconception japonaise, lancé en 1999 à bord du satellite Terra dela NASA.

http://www.asterweb.jpl.nasa.gov/

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2.3 Suivi du phénomène El-Niño par altimétrie radar et radiométrie thermique.

L’altimétrie radar fournit des données topographiques de précision sur la surface de la meret ses variations ; celles-ci permettent, entre autres applications, de connaître la circulationocéanique (courants marins). La mission satellitale franco-américaine TOPEX-Poséïdon est laplus connue : les altimètres de TOPEX/Poseidon mesurent le niveau de la mer, la hauteur desvagues et les vents sur les océans avec une répétitivité de dix jours. La position des satellitespar rapport au centre de la Terre est connue avec une précision de 3 cm, ce qui permet desmesures de la topographie océanique avec une précision exceptionnelle.

Détection du phénomène El Niño en 1997 dans l’Océan Pacifique à partir des donnéestopographiques de TOPEX-Poséïdon (anomalies du niveau de la mer –à gauche-) et desdonnées de températures de surface de la mer mesurées par radiométrie infrarouge (NOAA-AVHRR –à droite-).

Source : http://topex-www.jpl.nasa.gov

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2.4 Mesure des vents sur l’océan par diffusiométrie radar.

Un diffusiomètre est un radar conçu pour la mesure des vents (vitesse et direction) à lasurface des océans. Depuis le début des années 90, plusieurs satellites océanographiqueséquipés de diffusiomètres permettent le suivi constant des vents et de l’état de surface desocéans.

Vents de surface océaniques dans l’Atlantique le 1/08/1999mesurés par le diffusiomètre SeaWinds à bord du satelliteQuickScat. Source : http://winds.jpl.nasa.gov

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2.5 L’imagerie radar sur les océansLes radars imageurs à synthèse d’ouverture sont des outils de surveillance de l’océan à

haute résolution spatiale ; ils sont particulièrement utiles dans les zones côtières. Ilspermettent d’observer les vagues et houles et divers phénomènes ondulatoires (ondesinternes) ; il permettent de surveiller le trafic maritime et les pollutions, et même dans certainscas la topographie sous-marine à faible profondeur.

Image du radar à ouverture synthétique (SAR) du satellite européen ERS-2 acquise en1999, couvrant le détroit de Gibraltar. On y distingue les zones de mer agitée (claires) ouabritées (sombres), un remarquable système d’ondes à l’est du Détroit et le sillage d’un car-ferry traversant le détroit.

Source : http://www.eurimage.com

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3. APPLICATIONS TERRESTRES

3.1 Suivi de la végétation à l’échelle planétaire.

Les applications de la télédétection dans l’étude des surfaces continentales fontfréquemment appel à des données à faible résolution spatiale. C’est ici le cas du suivi de lavégétation continentale observée par les radiomètres optiques (visible et proche infrarouge)AVHRR des satellites météorologiques de la NOAA. L’activité chlorophyllienne est mesuréeà partir d’un indice de végétation.

Synthèses décadaires de l’indice de végétation sur lescontinents mesuré à partir des canaux visible et procheinfrarouge de NOAA-AVHRR (voir TP1).

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3.2 Surveillance des catastrophes naturelles : les inondations du Gard (2002).

Par la répétitivité élevée des observations, les satellites d’observation de la Terre sont unoutil particulièrement efficace de surveillance des catastrophes naturelles telles que lesinondations. Les images des satellites SPOT sont ainsi utilisées, malgré la nébulosité quiaccompagne souvent les périodes de crue fluviale, pour cartographier avec précisionl’extension des zones inondées.

Cartographie des surfaces inondées lors des crues du Gard (septembre 2002), à partir dedeux images SPOT 4 et 5. Source : http://www.spotimage.fr

Les images de télédétection sont traitées dans le cadre d’un Système d’InformationGéographique, qui permet une correction géométrique, la réalisation d’une « spatiocarte » etle calcul précis des surfaces inondées.

http://www.spotimage.fr/

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3.3 La très haute résolution spatiale en milieu urbain.

Au tournant de l’an 2000, le transfert des technologies de la télédétection militaire vers lesapplications civiles donne naissance à des satellites d’observation de la Terre à très hauterésolution. Le satellite IKONOS, exploité par la société privée Space Imaging Corp., en estl’exemple le plus remarquable : il permet l’acquisition d’images à la résolution de 1 m enmode panchromatique (1 seule bande spectrale) et de 4 m en mode multispectral. La fusiondes deux types de données fournit des images couleur dont les applications sont comparablesà celles des photographies aériennes, dans un marché mondialisé de données destinées à êtreexploitées par les Systèmes d’Information Géographique.

Le centre de Venise (Italie) observé par le satellite Ikonos.

Source : http://www.spaceimaging.com

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3.4 L’imagerie radar et la reconstruction du relief par interférométrie.

Les satellites d’observation de la Terre les plus récents sont équipés pour permettre lacartographie du relief, soit par des méthodes stéréoscopiques dans le cas des satellites équipésde radiomètres optiques (SPOT 5 par exemple), soit par la méthode de l’interférométrie dansle cas des satellites équipés de radars imageurs à synthèse d’ouverture.

Image du radar à synthèse d’ouverture du satellite européen ERS-2 sur la Baie de Naples(Italie) et relief du Vésuve reconstitué par interférométrie radar.

Source : http://www.eurimage.com

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ÉLÉMENTS DE PHYSIQUE DU RAYONNEMENT

La télédétection utilise les propriétés du rayonnement électromagnétique pour analyser àdistance la surface du sol, de l’océan ou l’atmosphère. Une bonne connaissance de laphysique élémentaire du rayonnement est indispensable à l’interprétation des résultats de latélédétection.

1. LE RAYONNEMENT ÉLECTROMAGNÉTIQUE

Le rayonnement électromagnétique est une forme de propagation de l’énergie dans lanature, dont la forme qui nous est la plus familière est la lumière visible telle que la perçoitl’œil humain. Historiquement, la physique spécialisée dans l’étude du rayonnement (optique)est née de l’étude de la propagation de la lumière et de ses interactions avec les matériaux(optique géométrique). Le rayonnement a été ensuite reconnu par les physiciens comme unphénomène ondulatoire, en relation avec l’électricité et le magnétisme (optiqueélectromagnétique) ; cette perspective a permis d’étendre considérablement le champ desconnaissances sur le spectre du rayonnement électromagnétique, bien au-delà de la lumièrevisible. Enfin, la physique moderne a montré que le rayonnement électromagnétique pouvaitégalement être considéré comme un déplacement de particules élémentaires représentant unequantité d’énergie (optique énergétique et quantique).

1.1 Les ondes électromagnétiques:

Une onde électromagnétique correspond à la vibration simultanée dans l’espace d’unchamp électrique et d’un champ magnétique. Une onde électromagnétique est une ondeprogressive et transversale ; le sens de la variation des champs est perpendiculaire à ladirection de propagation (fig 1).

Figure 1 : L’onde électromagnétique simple (monochromatique, plane). Elle se caractérisepar :

- la période T : c’est le temps au bout duquel le champ électrique ou magnétique retrouvesa valeur à partir d’un instant quelconque, c’est à dire effectue un cycle. L’unité est laseconde.

- la fréquence, désignée par la lettre � : c’est le nombre de cycles par unité de temps.L’unité de fréquence est le Herz (Hz). Un Hz équivaut à un cycle par seconde. Les ondes

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utilisées en télédétection se caractérisent par des fréquences très élevées mesurées enmultiples du Hz (kHz, MHz ou GHz –gigaHerz)

- la longueur d’onde ou amplitude � : elle est exprimée par une unité de longueur, le mètreou ses sous-multiples, en particulier :le micron ou micromètre : µm. 1µm = 10-6met le nanomètre : nm. 1nm = 10-9m

Entre la longueur d’onde et la fréquence existe la relation classique:

��= coù c est la vitesse de propagation du rayonnement dans le vide (vitesse de la lumière):

c = 3 . 108

m.s-1

Il est à noter que la fréquence d’un rayonnement électromagnétique est invariable, alorsque la vitesse de propagation, et donc la longueur d’onde, peuvent être modifiées lors dupassage d’un milieu à un autre. C’est la raison pour laquelle, il vaut toujours mieuxcaractériser le rayonnement électromagnétique par sa fréquence, même si l’utilisation de lalongueur d’onde est la plus répandue…

- la polarisation, c’est à dire l’orientation du champ électrique dans le plan perpendiculaireà la direction de propagation. La lumière visible (rayonnement solaire) est non-polarisée,c’est à dire qu’elle n’a pas d’orientation privilégiée dans ce plan. En revanche, lapolarisation du rayonnement doit être prise en compte en télédétection micro-ondes(capteurs passifs et radars).

- l’amplitude de l’onde qui conditionne l’intensité du rayonnement ; plus l’amplitude estforte plus le flux d’énergie est intense.

1.2. Rayonnement et énergie :

Le rayonnement électromagnétique est une forme de transport d’énergie. Une ondeélectromagnétique transporte l’énergie non pas de façon continue, mais de façon discrète (ausens mathématique du terme), par entités élémentaires ou quanta d’énergie. Ces quantad’énergie peuvent être assimilés à des particules, et sont parfois appelés des photons. Laquantité d’énergie associée à un photon dépend de la fréquence : E = h.�

où E est la quantité d’énergie, � la fréquence et h la constante de Planck : h = 6,63.10-34 J.s,

Les rayonnements de fréquence élevée ou de courte longueur d’onde (ultraviolet, lumièrevisible) transportent ainsi beaucoup plus d’énergie que les rayonnements de grande longueurd’onde (infrarouge, micro-ondes). C’est l’énergie transportée par le rayonnementélectromagnétique qui est détectée par les capteurs utilisés en télédétection.

1.3. Le spectre électromagnétique :

Le rayonnement électromagnétique, d’origine naturelle ou artificielle, existe pour unegamme très étendue de fréquences ou de longueurs d’onde (de 10

-9

m à 105

m), qui constitue lespectre électromagnétique (fig 2).

Une partie très limitée de ce spectre, entre 0,390 µm 390 nm) et 0,7 µm (700 nm), constituela lumière visible à laquelle est sensible l’oeil humain. Une décomposition en fonctions deslongueurs d’onde de la lumière visible (lumière blanche) aboutit à distinguer les lumièrescolorées : violet (390 à 450 nm), bleu (450 à 490 nm), vert (490 à 580 nm), jaune (580 à 600nm), orange (600 à 620 nm) et rouge (620 à 700 nm). Les longueurs d’onde inférieures à 390nm (ou les fréquences supérieures à celle du violet) ne sont pas perçues par l’œil humain ; il

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s’agit du rayonnement ultra-violet. De même, les longueurs d’onde supérieures à 700 nm,également non-perçues par l’œil humain, constituent le domaine infrarouge.

Figure 2 : Le spectre électromagnétique (Bonn et Rochon)

Les sources du rayonnement varient également selon le domaine du spectre :

- le rayonnement ultraviolet, visible ou infrarouge est émis par les corps, objets ou surfacesen fonction de leur température : rayonnement solaire (U.V., visible et proche infrarouge),rayonnement terrestre (infrarouge thermique).

- les rayonnements de très courte longueur d’onde (rayons gamma, rayons X) sont produitspar les restructurations des noyaux des atomes (radioactivité).

- les rayonnements visible, infrarouge ou microonde peuvent être produits artificiellementpar vibration ou rotation des molécules (fluorescence, lasers, four à microondes).

- les rayonnements de grande longueur d’onde sont produits par des oscillationsélectroniques (antennes).

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1.4. La mesure du rayonnement :

La mesure du rayonnement se fait essentiellement à partir de l’énergie transportée par cerayonnement. Les grandeurs radiométriques sont donc des flux d’énergie ou flux radiatifs,c’est à dire des quantités d’énergie (mesurées en Joule) émises, transportées ou reçues parunité de temps. L’unité de flux radiatif est le Watt (W).

En télédétection, les capteurs les plus fréquemment utilisés sont des radiomètres quienregistrent ou mesurent donc un flux d’énergie en provenance de la surface de la Terre, qu’ilait été émis ou qu’il ait été réfléchi par celle-ci. L’intensité de ce flux d’énergie dépend de :

- l’étendue de la surface terrestre qui émet ou réfléchit (unité de surface : m2).

- l’ouverture du champ de vision du capteur par rapport à l’émission ou à la réflexion de lasurface qui s’effectue dans toute les directions ; cette ouverture est un angle solide (dansl’espace), dont l’unité de mesure est le stéradian (sr).

- l’étendue de la gamme des longueurs d’onde à laquelle est sensible le capteur (bandespectrale), qui se mesure en microns (�m).

L’intensité du flux radiatif émis ou réfléchi par un portion de la surface de la Terre, telqu’elle est mesurée par un capteur, est une luminance, qui se mesure en W.m-2.sr-1.�m-1 (wattpar mètre carré par stéradian et par micron).

Figure 3 : La luminance émisepar une unité de surface ds etdans une portion d’angle solide(dans l’espace) d� est sous ladépendance des angles de viséedans le plan (angle azimuthal �)et par rapport à la verticale (anglezénithal �).

Figure 4 : La luminance se distingue del’émittance, qui correspond à l’intensitéénergétique d’une portion de surface, quiquitte la surface dans toutes les directionsd’un demi-espace (hémisphère). L’émittance,qui se mesure en W.m2.�m, est la luminanceintégrée dans toutes les directions.

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2. LE RAYONNEMENT ET LA MATIÈRE.

2.1 Les interactions entre la matière et le rayonnement :

La propagation de l’énergie associée au rayonnement ne se fait de façon intégrale (sansperte) que dans le vide. Soumise à un rayonnement émis par une source extérieure, la matière(solide, liquide ou gazeuse) absorbe une partie de ce rayonnement qui est transformé enchaleur (conversion de l’énergie radiative en énergie thermique). Le reste est soit réfléchi, soittransmis à travers le corps (avec éventuellement un changement de direction de la propagationqui est une réfraction). Un corps quelconque se caractérise donc par un coefficientd’absorption (), un coefficient de réflectivité () et un coefficient de transmissivité (�), quiexpriment la part de l’énergie radiative absorbée, réfléchie ou transmise. Selon le principe deconservation de l’énergie, la somme des coefficients est égale à 1 :

��1

Inversement, tous les corps dont la température est différente du zéro absolu, émettent unrayonnement en fonction de leur température et de l’état de leur surface.

Un corps noir est un corps théorique, à la fois opaque et non-réfléchissant, qui a lapropriété d’absorber la totalité des rayonnements qu’il reçoit :

��0

En pratique, les caractéristiques théoriques du « corps noir » peuvent être reproduites parune cavité percée d’un petit orifice: le rayonnement entrant dans la cavité est piégé(totalement absorbé) ; le rayonnement émis par la cavité répond aux lois fondamentales del’émission du rayonnement, appelées « lois du corps noir ». On désigne parfois comme« corps blanc », un corps qui réfléchit totalement l’énergie qu’il reçoit (��) ; lescorps naturels sont des « corps gris » caractérisés par (��et��).

2.2 Les lois fondamentales de l’émission du rayonnement:

Loi de Kirchhoff :

Un corps quelconque en équilibre thermique (température constante) réémet, en fonctiondu principe de conservation de l’énergie, l’énergie qu’il absorbe. Un corps noir un corps« parfaitement absorbant » ; il est donc aussi « parfaitement émissif ». Pour un corpsquelconque, constitué de matière, on définit donc une émissivité � :

��

Un corps noir est donc un corps d’émissivité égale à 1. Les lois physiques concernantl’émission du rayonnement par les corps sont donc définies pour un corps noir. Ellespermettent de calculer l’émittance et la luminance émises par le corps noir.

Pour un corps quelconque (« corps gris »), l’émissivité se définit donc comme le rapportde l’émittance du corps à la température T à l’émittance du corps noir à la même température.Connaissant l’émissivité d’un corps non-noir, il est possible de calculer son émittance ou saluminance à partir de celle d’un corps noir.

Loi de Stefan-Boltzmann :

Le flux énergétique total (à toutes les longueurs d’onde) émis par unité de surface(émittance totale) pour un corps noir est une fonction de sa température thermodynamique :

E = � T4

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- E (émittance) est exprimée en W.m-2

- T (température absolue) est exprimée en K (degrés Kelvin) ;

RAPPEL : TK= T°C + 273,16

- � est la constante de Stefan-Boltzmann: ��= 5.67 . 10-8 W.m-2

Pour une surface quelconque, la loi devient donc :

E = �� T4

où � est l’émissivité totale de la surface.

Loi de Planck (1900) :

Cette loi fondamentale de la physique du rayonnement (établie en 1900 par le physicienallemand Max Planck) permet de connaître la répartition par longueur d’onde de l’énergieémise par un corps noir. L’émittance et la luminance spectrales d’un corps noir, pour lalongueur d’onde � et la température T sont données par:

E(λ,T) = 2š hc2

λ5 x 1

e(hc/λkT-1) L(λ,T) = 2hc

2

λ5 x 1

e(hc/λkT-1)

- � est la longueur d’onde (en m).

- T est la température absolue (en K).

- k est la constante de Boltzmann.

- h est la constante de Planck.

- c est la vitesse de la lumière.

Outre son intérêt pratique en télédétection (voir suite), cette loi de Planck a l’intérêt demontrer que l’émission du rayonnement par la matière, en fonction de la température, n’obéitpas à une loi continue mais permet de définir des quantités élémentaires d’énergie (quanta).Elle ouvre la voie à la physique quantique.

Loi de Wien (1896) :

Cette loi, découverte avant la loi de Planck dont elle est une simplification valable pour lescourtes longueurs d’onde et les faibles énergies, définit, en fonction de sa température, lalongueur d’onde pour laquelle l’émission d’un corps noir est maximale :

λmax = 2897T

- �max est la longueur d’onde (en µm).

- T est la température absolue (en K)

Quelques valeurs particulières :

Le soleil peut être comparé à un corps noir dont la température de surface est environ5900 K : le rayonnement solaire s’effectue dans les longueurs d’onde comprises entre 0.2 et 4µm, de l’ultraviolet à l’infrarouge moyen, avec un maximum correspondant à la longueuerd’onde λ = 2897/5900 ≈ 0,5 µm). Le spectre du rayonnement solaire déborde donc largementle domaine de la perception par l’œil humain, qui n’est sensible qu’aux longueurs d’ondecomprises entre 0,39 et 0,7 µm environ ; l’œil humain perçoit cependant la partie du spectre

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du rayonnement solaire qui présente le maximum d’intensité, autour de 0,5 µm, quicorrespond à la lumière jaune.

La surface terrestre, avec une température moyenne d’environ 290 K, rayonneprincipalement dans l’infrarouge, entre 3 et 50 µm, avec un maximum correspondant à lalongueur d’onde λ = 2897/290 ≈ 10 µm. Ces longueurs d’onde correspondent au rayonnementterrestre, ou infrarouge thermique.

Figure 5 : Emittance du corpsnoir selon les longueurs d’ondedu rayonnement solaire et durayonnement terrestre (calculselon la loi de Planck) :

3. LES APPLICATIONS EN TÉLÉDÉTECTION :

Sauf dans le cas particulier des radars, les capteurs utilisés en télédétection, installés à bordd’avions ou de satellites, sont sensibles à l’énergie transportée par le rayonnementélectromagnétique, en provenance de portions restreintes de la surface du sol et reçues dansun angle solide très restreint : la grandeur fondamentale en télédétection est donc laluminance (fig 3). Dans le cas des photographies aériennes, l’impression des plaques oupellicules recouvertes d’une émulsion photosensible est proportionnelle à la luminance reçueà travers l’optique de l’appareil. Dans le cas des radiomètres, il est devient possible de calibrerles données (comptes numériques, en unités arbitraires) transmises par l’appareil, enluminances (en W.m-2.sr-1) ; cette opération s’appelle étalonnage.

3.1 Le domaine de l’infrarouge thermique.

Dans la gamme des longueurs d’onde supérieures à 4 µm (infrarouge « thermique » etmicroondes), la luminance correspond au rayonnement directement émis par la surface du sol,la surface de l’océan ou le sommet des nuages. La loi de Planck permet de calculer, à partir dela luminance mesurée, une température que l’on appelle température de brillance outempérature radiométrique de la surface observée.

La température radiométrique s’écarte parfois sensiblement de la température réelle de lasurface, en raison des effets de l’atmosphère d’une part, et surtout de l’émissivité qui diffèrede celle d’un corps noir.

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3.2 Le domaine du spectre solaire.

Dans la gamme des longueurs d’onde inférieures à 3 µm (lumière visible et procheinfrarouge), la source du rayonnement est le Soleil. Le rayonnement provenant du Soleil(avant son trajet dans l’atmosphère) peut être considéré comme constant ; l’éclairement de lasurface du sol varie uniquement en fonction de l’angle d’incidence solaire Θs, généralementmesuré par rapport à la verticale (angle solaire zénithal) ; cet angle dépend de la latitude, dela saison et de l’heure solaire.

La luminance mesurée par le capteur représente la part du rayonnement solaire incident quiest réfléchie par la surface du sol, dans la direction du capteur (selon l’angle de visée duradiomètre), c’est à dire une réflectance. Si la réflexion du rayonnement par la surface se faitde façon inégale selon la direction (anisotrope), il est nécessaire de tenir compte de troisangles importants : l’angle zénithal solaire, l’angle zénithal (par rapport à la verticale) de lavisée radiométrique, et enfin l’angle azimutal entre l’incidence solaire et la viséeradiométrique (c’est à dire l’angle entre les projections sur le plan de la surface de l’incidencesolaire et de la visée du radiomètre). Si au contraire la réflexion se fait de façon égale danstoutes les directions (isotrope), la surface réfléchissante est dite lambertienne. Il est dans cecas relativement simple de convertir la luminance mesurée par le capteur en une réflectance :seul intervient dans le calcul l’angle d’incidence solaire, qui détermine l’éclairement de lasurface.

Un exemple classique de ces problèmes d’angles en télédétection est fourni par lessurfaces d’eau (océan par exemple). Dans la plupart des cas, les surfaces en eau peuvent êtreconsidérées comme lambertiennes, c’est à dire qu’elles réfléchissent, de façon isotrope, unepart très faible du rayonnement solaire (réflectance très faible). Pour des incidences solaires etdes angles d’observation particuliers, les surfaces en eau réfléchissent le rayonnement commeun miroir (réflexion spéculaire) : la quasi-totalité du rayonnement incident est alors réfléchiselon un angle égal à l’angle d’incidence, est dans la direction opposée à celle de l’angled’incidence solaire.

3.3. La notion de "signature" spectrale.

L’objet de la télédétection est de distinguer des types de surface (en vue de leurcartographie) ou d’en mesurer certaines caractéristiques, à partir du rayonnement reçu par lecapteur.

Dans le domaine des grandes longueurs d’onde (infrarouge thermique et micro-ondes« passives »), ce sont la température et l’émissivité qui déterminent l’intensité durayonnement émis par la surface. Dans le domaine de l’infrarouge thermique, l’émissivité dessurfaces terrestres ou océaniques varie dans une gamme limitée :

- Surfaces d’eau et océan : ≈ 0,98

- Neige et glace : 0,95 à 0,99

- Forêt : ≈ 0,90

- Surfaces minérales : 0,85 à 0,95.

La radiométrie infrarouge peut donc être utilisée pour mesurer la température de la surface,avec une bonne approximation.

Dans le cas des radiomètres micro-ondes (capteurs passifs), les variations de l’émissivitésont beaucoup plus importantes : ce sont elles qui permettent de caractériser les différentstypes de surface, et constituent donc la « signature » propre à chaque type.

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En télédétection visible et infrarouge proche, les surfaces naturelles se caractérisent parde très importantes variations de la réflectance selon la longueur d’onde. La « signaturespectrale » des surfaces correspond aux variations de la réflectance spectrale (fig 6 et 7). Ellepermet de distinguer entre eux les principaux types de surfaces terrestres (fig 6) ou d’analyserplus finement les propriétés de ces surfaces (fig 7).

Figure 6 : Réflectances spectrales caractéristiques de trois grands types de surfacesnaturelles (d’après Lillesand et Kiefer).

Figure 7 : Variations de la réflectance spectrale de surfaces caractéristiques de la zoneintertidale (Bassin d’Arcachon, d’après Lafon et Froidefond, 1997) :

Variations de la réflectance des sédimentsselon la granulométrie et l’humidité :

Variations de la réflectance des sédimentsselon le taux de couverture végétale :

Il convient de ne pas confondre la réflectance spectrale des surfaces et leur albédo :

- L’albédo désigne la capacité de la surface de la Terre à réfléchir l’énergie reçue du Soleildans toute l’étendue du spectre solaire ; il a surtout son intérêt en climatologie.

- La réflectance spectrale correspond aux variations de la réflectance selon les longueursd’onde du domaine solaire. Elle constitue une caractéristique des surfaces terrestresutilisée en télédétection dans le domaine spectral solaire.

Le principe de la radiométrie dans le domaine du spectre solaire est le même que celui dela perception des couleurs par l’œil humain : la végétation nous apparaît verte parce qu’elle

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réfléchit plus le rayonnement dans les longueurs d’onde comprises entre 0,49 µm et 0,58 µm,c’est à dire dans la partie du spectre correspondant au vert (fig 2) que dans les autreslongueurs d’onde du visible. Les radiomètres enregistrent le rayonnement réfléchi dansdiverses bandes spectrales dans le visible ou l’infrarouge, choisies de façon à distinguer aumieux les types de surface, où à analyser certaines propriétés des surfaces. Ainsi entélédétection, la végétation est généralement distinguée par sa très faible réflectance dans leslongueurs d’onde correspondant au rouge (0,6 à 0,7 µm) et sa réflectance élevée dans leproche infrarouge.

Pour un type de surface donné (par exemple la mer), la réflectance spectrale varie parfoissensiblement en fonction de propriétés de la surface qui peuvent être quantifiées. On utiliseainsi des radiomètres spécialisés, mesurant de façon très précise la réflectance spectrale de lamer dans le domaine du visible,

Pour identifier avec précision les types de surface, il est souvent utile de comparer lesdonnées de télédétection (obtenues à partir du satellite ou de l’avion) avec des mesuresradiométriques effectuées sur le terrain ou en laboratoire. Mais une comparaison rigoureuseentre les deux types de données nécessite la prise en compte des effets de l’atmosphère quis’interpose entre la surface et le capteur.

4. LE RAYONNEMENT ET L’ATMOSPHERE.

1. L’absorption et la transmission atmosphériques.

Le rayonnement reçu par un capteur installé à bord d’un satellite ne lui parvient qu’après latraversée intégrale de l’atmosphère, ce qui nécessite de prendre en compte les interactionsrayonnement-atmosphère. L’atmosphère est constituée par des gaz en proportions variables:azote, oxygène, vapeur d’eau, gaz carbonique. Elle contient également des particules ensuspension, gouttelettes d’eau, poussières, qui sont appelées aérosols.

Les interactions entre l’atmosphère et le rayonnement relèvent de deux phénomènesphysiques essentiels:

- l’absorption par les molécules des constituants gazeux de l’atmosphère. L’absorption estdue à l’entrée en résonance des molécules sous l’action d’un rayonnement dont lafréquence coïncide avec leur fréquence propre de vibration. L’énergie transportée par lerayonnement est transférée aux molécules dont la température s’élève. Tous lesconstituants gazeux de l’atmosphère absorbent donc le rayonnement à des longueursd’onde précises, les "pics" d’absorption, en rapport avec la fréquence de vibration de leursmolécules.

- la diffusion correspond à un phénomène de réflexion multiple du rayonnement qui frappeles molécules ou les particules (aérosols) de l’atmosphère. Le rayonnement n’est pasmodifié dans sa longueur d’onde mais la direction de propagation change. On distingue ladiffusion de Rayleigh qui résulte de l’interaction entre le rayonnement et les moléculesgazeuses de l’atmosphère, et la diffusion de Mie, qui concerne les aérosols. La diffusionde Rayleigh, qui affecte plus les rayonnements de courte longueur d’onde (lumière bleue)explique la couleur bleue du ciel. La diffusion de Rayleigh est isotrope, elle se produit defaçon égale dans toute les directions. La diffusion de Mie est au contraire anisotrope; ellese produit de façon préférentielle dans les directions proches de la direction initiale depropagation du rayonnement. La diffusion de Mie n’est pas dépendante de la longueurd’onde: un ciel pollué (chargé en aérosols) est souvent blanchâtre par opposition au cielclair.

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Le cas extrême de la diffusion est représenté par les nuages, ou la densité des gouttelettesen suspension dans l’atmosphère est telle que le rayonnement est totalement diffusé, et que lamasse du nuage réfléchit une grande partie du rayonnement.

L’épaisseur optique de l’atmosphère mesure l’aptitude de celle-ci à transmettre lerayonnement; elle correspond à la probabilité pour un photon d’être absorbé ou diffusé aucours de son trajet atmosphérique.

Les deux phénomènes d’absorption et de diffusion expliquent que le rayonnement solaireobservé au niveau du sol diffère sensiblement du rayonnement observé hors de l’atmosphère(fig 8). Hors de l’atmosphère, le rayonnement solaire correspond à celui d’un corps noir detempérature 5900K; au niveau de la mer, ce rayonnement est sensiblement réduit,essentiellement par la diffusion au cours du trajet dans l’atmosphère, qui aboutit à ce qu’unepartie du rayonnement repart vers l’espace sans avoir atteint la surface terrestre: la courbe del’éclairement au niveau de la mer est partout décalée par rapport à l’éclairement hors del’atmosphère. Des pics d’absorption peuvent être observés tout au long de la courbe, à deslongueurs d’onde précises; chacun de ces pics résulte de l’absorption par un constituantmajeur de l’atmosphère (ozone (O3),oxygène, gaz carbonique ou vapeur d’eau). L’absorptionse produit en effet dans des domaines de longueur d’onde ou de fréquence particuliers. Entélédétection, à moins de vouloir étudier la composition de l’atmosphère pour elle-même(applications en météorologie), on choisit les fenêtres de l’atmosphère, c’est à dire les plagesdu spectre électromagnétique pour lesquelles l’absorption est très faible.

Figure 8 : Comparaison entre le rayonnement solaire hors atmosphère et reçu au niveau dela mer (effets atmosphériques dans le visible et le proche infrarouge) :

2. Les effets de l’atmosphère en télédétection visible ou infrarouge proche:

En télédétection visible et proche infrarouge, la source du rayonnement est le soleil. Lerayonnement effectue donc à travers l’atmosphère un trajet descendant (du soleil vers lasurface) et un trajet montant (de la surface vers le capteur) (fig 9). L’absorption est limitée,

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car les longueurs d’onde utilisées se placent en dehors des pics d’absorption gazeuse, mais ladiffusion a des effets non négligeables :

- une partie du rayonnement diffusé au cours du trajet descendant repart vers l’espace sansavoir atteint la surface terrestre. Le capteur à bord d’un satellite reçoit donc unrayonnement, la luminance propre de l’atmosphère, qui s’ajoute au rayonnement réfléchipar la surface du sol.

- au cours des deux trajets montant et descendant une partie du rayonnement est perdue pardiffusion; inversement, la portion de la surface visée par le radiomètre reçoit, en plus durayonnement direct, un éclairement supplémentaire dû au rayonnement diffus.

- dans le cas d’une surface hétérogène, la diffusion à proximité de la surface aboutit àeffacer en partie les contrastes de réflectance entre surfaces sombres et claires Ce sont leseffets d’environnement qui limitent les possibilités de détecter certains détails de lasurface.

Figure 9 : Les effets de l’atmosphère en télédétection optique (d’après Tanré et al., 1986).

Pour comparer avec précision les mesures de réflectance effectuées sur le terrain avec lesdonnées de satellite, ou pour comparer entre elles des données satellitaires acquises à desdates différentes, avec des conditions atmosphériques différentes, il est nécessaire de corrigerles effets de l’atmosphère. Les corrections peuvent être obtenues soit à partir de mesures de latransparence de l’atmosphère, soit à partir de l’observation sur l’image de secteurs (surfacesen eau par exemple) dont la réflectance est bien connue. Inversement, il est possible, à partirdes données satellitaires obtenues sur des surfaces homogènes telles que l’océan, de mesurerles propriétés de l’atmosphère. La correction des effets de l’atmosphère est faite à l’aide demodèles établis par les physiciens de l’atmosphère, et disponibles sous forme de logicielsspécialisés.

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3. Les effets de l’atmosphère en télédétection infrarouge thermique:

Dans l’infrarouge thermique, la télédétection est surtout destinée à la mesure detempératures. La diffusion du rayonnement infrarouge par les gaz ou les aérosols estnégligeable. Par contre l’absorption par les constituants de l’atmosphère, en particulier lavapeur d’eau, aboutit à des erreurs importantes sur les températures mesurées (fig 12). Lavapeur d’eau se trouve en quantité très variable dans l’atmosphère, selon les conditionsmétéorologiques et la latitude. L’évaluation de températures à partir de la télédétectioninfrarouge nécessite donc également de corriger les effets de l’atmosphère; de nombreusesméthodes existent, qui ne seront pas détaillées ici.

BILAN : RAYONNEMENT ELECTROMAGNETIQUE ET TELEDETECTION.

Les domaines du spectre électromagnétique utilisables en télédétection sont imposés parles sources de rayonnement, et la transparence de l’atmosphère. Les très courtes longueursd’onde (ultraviolet, rayons X) par exemple ne sont pas utilisables, car l’atmosphère absorbeou diffuse la quasi-totalité de ces rayonnements. En pratique, on peut distinguer trois grandstypes de télédétection. Les figures 13 et 14 résument et schématisent les systèmes detélédétection couramment employés.

1. Le domaine du spectre solaire:

Dans le visible et le proche infrarouge, de 0,3 à 4 µm, la source unique du rayonnement estle soleil. Le rayonnement solaire réfléchi par la surface est capté ou mesuré par les émulsionsphotosensibles (photographie) ou des radiomètres imageurs (à balayage) qui opèrent desbandes spectrales nombreuses et bien définies. Les effets de l’atmosphère sont limités.L’intensité des flux radiatifs est suffisante pour permettre une très bonne résolution spatiale,c’est à dire de distinguer avec précision des portions de la surface terrestre très petites. Levisible et l’infrarouge réfléchi sont par excellence le domaine de la télédétection des espacesterrestres.

2. L’infrarouge thermique.

Au-delà de 3 µm, l’atmosphère n’autorise la transmission du rayonnement que dans unnombre restreint de fenêtres, dont les plus importantes se situent entre 3,5 et 3,9 µm d’unepart, entre 10,5 et 12,5 µm d’autre part. Le rayonnement est émis par la surface elle-même. Latélédétection infrarouge est surtout destinée à mesurer la température du sol, de l’océan, oudes nuages. Les seuls capteurs disponibles sont les radiomètres imageurs. L’intensité des fluxradiatifs mesurés est plus faible qu’aux courtes longueurs d’onde, aussi la résolution spatialeest-elle plus limitée qu’en télédétection visible.

3. Les microondes ou hyperfréquences.

Pour les ondes millimétriques ou centimétriques, la transparence de l’atmosphère est trèsgrande; même les nuages (sauf pendant les précipitations) n’atténuent que très faiblement lerayonnement. En revanche, à ces longueurs d’onde, l’intensité du rayonnement émisnaturellement par les surfaces est très faible. Les radiomètres microonde (télédétectionpassive) ne peuvent mesurer le rayonnement qu’en visant des surfaces très vastes (plusieurscentaines de km2). Malgré son grand intérêt, la télédétection microonde passive reste limitéeaux applications météorologiques et océanographiques ou glaciologiques (glaces de mer),pour lesquelles la résolution spatiale n’a pas une grande importance.

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Les microondes sont surtout le domaine de la télédétection active. Les radars émettent àl’aide d’une antenne un rayonnement microonde de forte intensité, et mesurent lerayonnement rétrodiffusé par la surface étudiée. Les radars sont des capteurs "tous temps",employés en télédétection aéroportée depuis les années 70, mais leur usage est devenuessentiel depuis l’apparition dans les années 90 de plusieurs satellites équipés de radarsimageurs (ERS, JERS, Radarsat, Envisat).

Figure 9 : Utilisation du rayonnement électromagnétique en télédétection.


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Télédétection. Fiche TP n°1.

IMAGE NOAA 14-AVHRR 23 MARS 1995 13H15 TU

1. Les données :

L’image fournie correspond à des données (512 colonnes x 512 lignes) extraites d’unescène NOAA-14 AVHRR acquise le 23 mars 1995 sur l’Europe du Nord-Ouest. L’heure depassage du satellite est 13h15 GMT (heure de Greenwich), ce qui correspond à peu près àl’heure du maximum de température local (~ 14 h). Les données ont été fournies par leService d’Archivage et de Traitement des données Météorologiques d’Origine Satellitaire –SATMOS- à Lannion. L’extrait couvre la France du Nord, le Sud-est de l’Angleterre et leBénélux.

Le radiomètre AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer à bord des satellitesNOAA se caractérise par une résolution spatiale de 1,1 km2 au nadir de la trace ; l’extraitfourni couvre donc une surface d’environ 550 x 550 km2. Il opère dans 5 bandes spectrales :

Bande spectraleIntervalle spectral

(�m) Désignation Résolution spatiale1 VIS 0,58-0,68 Visible (rouge) 1,1 km2

2 PIR 0,725-1,1 Proche infrarouge 1,1 km2

3 IR 3,55-3,93 Infrarouge 1,1 km2

4 IRT 10,3-11,3 Infrarouge thermique 1,1 km2

5 IRT 11,5-12,5 Infrarouge thermique 1,1 km2

Les données ont fait l’objet d’une correction géométrique selon une projection coniqueconforme (correction géométrique) et d’un étalonnage en grandeurs physiques selon lesmodalités suivantes :

- Canaux 1 et 2 (visible et proche infrarouge) : étalonnage en réflectances (non corrigéesdes effets de l’atmosphère) selon la règle suivante : R (%) = CN /5

� 0=0, 50= 10%, 100= 20%, etc…- Canaux 4 et 5 (infrarouge thermique) : étalonnage en températures radiométriques (non

corrigées des effets de l’atmosphère) selon la règle suivante : T (°C) = -1 x CN / 5 +26 � 0= +26°C, 255= -25°C- Canal 3 : ce canal correspond à l’addition (de jour) du rayonnement émis par la surface et

de rayonnement solaire réfléchi. L’étalonnage est donc sans signification simple.

2. Les étapes du TD :

Ce premier TD réalisé sur ordinateur comporte 3 parties.

- Des données numériques à l’image : voir cette partie du TD

- Les grandeurs géophysiques : voir cette partie du TD

- Traitement et applications des données : voir cette partie du TD

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DES DONNÉES NUMÉRIQUES À L’IMAGE

Le radiomètre AVHRR à bord des satellites NOAA fournit des données codées ettransmises sous forme numérique. Organisées en colonnes et lignes, ces données constituentune matrice qui peut être restituée sous forme d’images, très différentes selon la méthodeutilisée. La restitution repose sur une analyse de l’histogramme des valeurs contenues dansl’image, un découpage en classes ou un étirement de la dynamique exprimée parl’histogramme, le choix d’une palette de gris ou de couleurs adaptée.

L’image du canal 2 (à gauche) est représentée en niveaux de gris avec une dynamique linéaire.L’histogramme (à droite) est bimodal : les pixels noirs et gris très foncé correspondent aux comptesnumériques compris entre 10 et 20 (réflectances très faibles de la mer), les pixels gris moyen aux surfacesterrestres (comptes numériques entre 60 et 130). Un très petit nombre de pixels clairs signalent des nuages.

Les deux images ci-dessus utilisent un découpage en classes enéquipopulation ; ce découpage en classes de largeur inégale, mais avec deseffectif de pixels presque égaux, permet une visualisation plus contrastée. Enrevanche, le lien avec les comptes numériques et les grandeurs physiquescorrespondantes est moins direct. L’image de gauche utilisent une palette deniveaux de gris. L’image de droite est restituée avec le même découpage enéquipopulation, mais avec une palette de couleurs « arc-en-ciel ».

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LES GRANDEURS GÉOPHYSIQUESLes comptes numériques qui composent l’image sont liés par une relation d’étalonnage

aux mesures effectuées par le capteur. Un radiomètre tel que l’AVHRR mesure desluminances, dont la signification est très différente selon les bandes spectrales des différentscanaux. Le traitement physique des données permet d’aboutir, après l’étalonnage enluminances, à des grandeurs géophysiques qui caractérisent les surfaces terrestres ou marines,ou les nuages.

Dans le canal 1 (bande spectrale 0,58-0,68 µm -visible rouge), à gauche, et le canal 2 (bande spectrale 0,725-1,1 µm –proche infrarouge), le radiomètre enregistre la luminance correspondant au rayonnement solaireréfléchi par la surface terrestre. Les données sont étalonnées en réflectances, qui peuvent être reliées auxpropriétés des surfaces marines ou terrestres plus ou moins végétalisées. Noter les différences entre les canauxrouge et proche infrarouge, qui tiennent en grande partie au comportement de la végétation.

Dans le canal 4 (bande spectrale 10,3-11,3 µm) à gauche, et le canal 5 (11,5-12,5µm) à droite, le radiomètre enregistre la luminance correspondant aurayonnement infrarouge thermique émis par la surface terrestre. La loi dePlanck permet de remonter de la luminance à la température de la surface ; lasurface n’est cependant pas un corps noir et la température est affectée de l’effetdes variations de l’émissivité, ainsi que des effets de l’atmosphère.

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TRAITEMENT ET EXPLOITATION DES DONNÉES NOAA-AVHRR

Le traitement des données permet d’aboutir à 3 images thématiques :

1. Températures des surfaces de la mer :

Les températures fournies par les canaux 4 et 5 del’AVHRR ne représentent qu’imparfaitement lestempératures réelles de la surface à cause des effets del’atmosphère. L’utilisation de deux canaux thermiquespermet de corriger ces effets.

Traitement : Calcul de températures corrigées deseffets atmosphériques par combinaison linéaire desdonnées des canaux 4 et 5 (« split-window ») :

TSM (°C) = 3*Tcan4 – 2*Tcan5 + 0,5.

Application d’un masque sur la terre et choixd’une palette de couleurs et d’une échelle destempératures adaptées.

2. Turbidité des eaux marines :

La réflectance de la surface des eaux marines dans levisible est très affectée par la teneur en matière ensuspension (turbidité). L’indice de turbidité est fondésur la différence des réflectances dans les canaux 1 et 2du radiomètre AVHRR.

Traitement : Calcul de l’indice de turbidité :

Iturb = Rcan1 – Rcan2

Application d’un masque sur la terre et choixd’une palette de couleurs adaptée (en rouge lesfaibles turbidités, en jaune et vert les fortesturbidités).

3. Indice de végétation (NDVI) :

Les surfaces couvertes de végétation en coursd’activité chlorophyllienne (photosynthèse) sedistinguent par une faible réflectance dans leslongueurs d’onde du visible (rouge), et par une forteréflectance dans le proche infrarouge. Divers indicesde végétation permettent de distinguer surfacesvégétalisées et surfaces minérales.

Traitement : Calcul de l’indice de végétation pardifférences normalisée (NDVI) :

NDVI = (Rcan2 – Rcan1) / (Rcan2 + Rcan1)

Application d’un masque sur la mer et choix d’unepalette de couleurs adaptée (en marron et jaune lesfaibles indices, en vert les zones de végétationactive).

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LES CAPTEURS :FONCTIONNEMENT ET PERFORMANCES

La fonction d’un capteur consiste à détecter le signal radiatif émis ou réfléchi par lasurface et à l’enregistrer soit sous forme analogique (document qualitatif interprétable), soitsous forme numérique (données quantitatives susceptibles d’être calibrées pour accéder auxgrandeurs physiques, luminance ou réflectance). Trois grands types de capteurs peuvent êtredistingués et seront étudiés successivement :

- les appareils photographiques,

- les radiomètres imageurs,

- les capteurs actifs (radars).

1. LES CAPTEURS PHOTOGRAPHIQUES.

La photographie aérienne est la forme la plus ancienne de la télédétection; elle resteencore sans doute la plus employée. A bord des vaisseaux spatiaux habités et des navettesspatiales, les missions de photographie sont également fréquentes; elles complètent lafourniture de données par les radiomètres automatiques des satellites spécialisés detélédétection.

1.1 Les appareils photographiques

Le principe de fonctionnement des appareils photographiques employés en télédétectionest semblable à celui des appareils classiques. Seules varient les dimensions des films ouplaques utilisés, la nature des émulsions et la qualité des optiques. Le rayonnement est reçu àtravers une série de lentilles (optique) et de filtres, et vient impressionner le film ou la plaquerecouverte d’une émulsion chimique photosensible. Le temps d’exposition est commandé parl’ouverture d’un diaphragme. Deux grands types de capteurs photographiques sontcouramment utilisés :

- les appareils destinés à la production de photographies aériennes pour la cartographie.L’accent est mis sur les qualités géométriques de l’image: qualité des optiques, système demaintien de la verticalité de la prise de vue et de compensation du mouvement de l’avionou du satellite, moteur pour la prise de clichés en série, régulièrement espacés.

- les caméras multibande: elles sont constituées de plusieurs appareils solidaires avec desaxes optiques rigoureusement parallèles. Les divers appareils sont équipés de filtres quisélectionnent une bande étroite du spectre, dans le domaine visible ou proche infrarouge.On dispose ainsi de plusieurs clichés couvrant la même zone dans des bandes spectralesdifférentes bien définies.

1.2 Les émulsions photographiques

Un film photographique est constitué d’un support (film plastique ou plaque rigide), surlequel est déposée une émulsion, c’est à dire une couche de gélatine dans laquelle sontemprisonnés des sels photosensibles (sels d’argent) qui réagissent chimiquement àl’exposition au rayonnement. Lors du développement, une réaction chimique permet detransformer l’image virtuelle formée par l’exposition au rayonnement du film en une imageréelle.

Quatre grands types d’émulsions sont couramment utilisés pour la télédétection ; elles sedistinguent par leur sensibilité à une bande spectrale particulière, et par le procédé (une seule

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couche ou multicouche. Un filtre complète généralement l’utilisation d’une émulsion, soitpour sélectionner plus précisément un domaine du spectre électromagnétique, soit pouréliminer les courtes longueurs d’onde plus sensibles à la diffusion qui limite la qualité desimages (fig 1).

Figure 1 : Sensibilité des différentes émulsions classiques selon la longueur d’onde etutilisation des filtres (Source : R. Bariou, 1978).

Deux des émulsions classiques utilisent une seule couche de sels photosensibles et larestitution finale du cliché se fait en noir et blanc (fig 3) :

- l’émulsion panchromatique est sensible aux rayonnements de longueur d’onde inférieureà 0,7 µm (ou 700 nm) et couvre donc l’ensemble du spectre visible. On l’utilisegénéralement avec un filtre, qui élimine le rayonnement ultraviolet et les courteslongueurs d’onde trop sensibles à la diffusion atmosphérique. Les objets y apparaissentnoirs, gris ou blancs selon leur réflectance dans le domaine visible.

- l’émulsion infrarouge noir et blanc a une sensibilité étendue dans l’infrarouge prochejusqu’à 0,95 µm. Un filtre permet de sélectionner les grandes longueurs d’onde au-delà de

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0,6 µm. Cette émulsion offre la possibilité d’une étude fine de la végétation, qui réfléchitfortement l’infrarouge en période d’activité chlorophyllienne, et la détection de l’humidité(l’eau absorbe fortement le rayonnement infrarouge).

Les émulsions utilisant trois couches superposées permettent la restitution en couleur(fig 3) :

- l’émulsion couleur est constituée de trois couches superposées, colorées respectivementen jaune, magenta et cyan, qui sont les couleurs complémentaires du bleu, du vert et durouge (fig 2). Ces couches sont donc sensibles successivement aux longueurs d’ondecourtes (bleu), moyennes (vert) et longues (rouge) du spectre visible. Au développement,par synthèse soustractive des trois couleurs primaires (bleu, vert et rouge) à partir descomplémentaires (jaune, magenta, cyan), on reconstitue la couleur naturelle des objets etdes surfaces. L’image couleur offre une beaucoup plus grande richesse d’interprétationque l’image noir et blanc.

- l’émulsion infrarouge couleur (dite aussi fausse couleur) repose sur le même principe quela couleur. La sensibilité des trois couches jaune, magenta et cyan est décalée dans lespectre vers les longueurs d’onde du vert, du rouge et de l’infrarouge. Sur ce type deproduits, la végétation active se distingue en rouge et les surfaces en eau en noir. Lesutilisations sont semblables à celles de l’infrarouge noir et blanc, avec une plus granderichesse dans l’interprétation. C’est par analogie avec la photographie infrarouge couleurqu’a été défini le système des restitutions en compositions colorées standard des donnéesdes radiomètres multispectraux.

Figure 2 : Synthèse additive des lumières colorées (R,V,B) et synthèse soustractive (Cyan,Magenta et Jaune) :

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Figure 3 : Quatre photographies aériennes d’un même paysage utilisant les 4 émulsions classiques en photographie aérienne (Source : Lillesandet Kiefer, 1994).

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1.3. Les propriétés et l’utilisation des photographies aériennes ou spatiales

Les photographies sont des documents analogiques, dont l’interprétation se fait le plussouvent visuellement (photo-interprétation). La numérisation (conversion en donnéesquantitatives susceptibles d’être calibrées ou traitées par l’informatique) des photos aériennespanchromatiques ou couleur est aujourd’hui possible sur les scanners informatiques.

Les avantages de la photographie aérienne sont surtout liés à leur excellente résolutionspatiale ; la finesse des détails perceptibles sur l’image enrichit l’interprétation, puisqu’àl’analyse de la teinte qui résulte de l’intensité du rayonnement, s’ajoute celle des textures etstructures fines. La résolution a pour contrepartie une faible couverture spatiale : il faut untrès grand nombre de photographies aériennes pour couvrir l’étendue d’une scène obtenue parun radiomètre embarqué à bord d’un satellite. La réalisation de mosaïques de photographiesaériennes est rendue difficile par les déformations géométriques de celles-ci

Les photographies aériennes sont acquises par des avions volant à basse altitude et descaméras à large focale : le rapport B/h (h = altitude de l’avion, B = largeur du cliché) estélevé, ce qui détermine les propriétés géométriques des photos aériennes. L’angled’observation varie fortement du centre vers les bords de l’image, ce qui est à la fois uninconvénient et un avantage. C’est un inconvénient car cela introduit des distorsionsgéométriques qui font qu’une photo aérienne n’est pas directement superposable à une carte.C’est un avantage car ces déformations permettent l’observation du relief par la stéréoscopie.La vision stéréoscopique à partir de couples de photographies aériennes est une techniquedéja ancienne qui est à la base de la cartographie topographique, grâce à l’utilisation desstéréo-restituteurs.

A côté de la classique photo-interprétation des photographies aériennes sous formeanalogique, se développe aujourd’hui l’utilisation des photographies aériennes numérisées.Sous cette forme, les photographies aériennes peuvent faire l’objet de correctionsgéométriques qui donnent naissance à des orthophotos. Une orthophoto devient un documentcartographique où il devient possible de localiser précisément des objets ou descaractéristiques de la surface terrestre ; elle font l’objet d’un géo-référencement qui permet deles utiliser dans le cadre des Systèmes d’Information Géographique (S.I.G.). La numérisationdes photos aériennes ouvre aussi la voie à la photogrammétrie numérique, c’est à dire lareconstitution par ordinateur du relief de la surface.

2. LES RADIOMETRES IMAGEURS.

Ce sont des capteurs qui mesurent de façon quantitative le rayonnement. La constitutiond’une image est obtenue par l’acquisition séquentielle d’informations radiométriquesprovenant d’une fraction (tache élémentaire ou tachèle) de la surface du paysage observé. Larépétition de l’acquisition au cours du mouvement du vecteur (avion ou satellite) (balayage)permet la constitution d’une image : l’image est un ensemble de mesures radiométriquesorganisées en lignes et colonnes.

2.1. La conception des radiomètres à balayage:

Un radiomètre à balayage se compose de plusieurs sous-ensembles (fig 4) :

- les détecteurs proprement dits sont des cellules photosensibles (photodiodes) quiconvertissent l’énergie radiative -luminance- en un courant électrique faible, dontl’intensité varie avec celle du rayonnement. Lorsque le détecteur opère dans l’infrarouge

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thermique, il doit être placé dans une enceinte cryoscopique (réfrigérée à températureconstante) qui le protège des rayonnements parasites émis par les objets environnants.

Figure 4 : Conception classique d’un radiomètre à balayage en version aéroportée (Source :Bonn et Rochon, 1992).

- le rayonnement parvient au détecteur à travers une série de dispositifs optiques, miroirs,lentilles et filtres qui focalisent le rayonnement et séparent les bandes spectrales àmesurer. Le radiomètre multispectral "Thematic Mapper" des satellites Landsat 4 et 5,sépare ainsi 7 bandes spectrales différentes, du visible à l’infrarouge thermique.

- - le balayage du paysage qui permet la constitution de l’image est assuré par desdispositifs variés ; les premiers radiomètres à balayage ont utilisé un miroir tournant ouoscillant, mû par un moteur. Le miroir réfléchit donc vers le détecteur le rayonnement en

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provenance de portions de la surface du sol plus ou moins éloignées de l’axe de vol (nadirdu satellite ou de l’avion) ; à chaque tour ou oscillation correspond l’acquisition d’une ouplusieurs lignes, la répétition est assurée par le mouvement du vecteur (satellite ou avion).Dans le cas un peu particulier des satellites météorologiques géostationnaires (Météosat),le balayage peut être assuré par la rotation du satellite lui-même ; à chaque tour, l’axe devisée du radiomètre est décalé vers le haut ou le bas de façon à balayer la surface dudisque terrestre, vu de 36 000 km, en une demi-heure. Les technologies les plus récentesfont appel soit à des barrettes de détecteurs (méthode dite « push-broom »), mise au pointpour le radiomètre HRV du satellite français SPOT. Plus de 6000 cellules sensiblesmontées sur 4 barrettes analysent en une seule fois chaque ligne du paysage, ce quiélimine les risques de distorsion dus au mécanisme d’oscillation ou de rotation du miroir.Plus récemment encore, la miniaturisation des composants électroniques permet à certainsradiomètres d’utiliser des matrices de détecteurs comparables

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